防災科学技術研究所主要災害調査第48号；2011年東北地方太平洋沖地震の概要;Outline of the 2011 off the Pacific Coast of Tohoku Earthquake

防災科学技術研究所主要災害調査　第 48 号　2012 年 3 月

2011 年東北地方太平洋沖地震の概要

岡田 義光

Outline of the 2011 off the Paci

fic Coast of Tohoku Earthquake

Yoshimitsu OKADA

President

National Research Institute for Earth Science and Disaster Prevention, Japan

Abstract

In March 11, 2011, "off the Pacific coast of Tohoku Earthquake" occurred with magnitude 9.0, which recorded the largest in the history of seismic observation in Japan. The greatest disaster on record was brought by huge tsunami with nearly 20 thousand killed or missing people. Main shock was generated as an inter-plate thrust-type earthquake between Pacific and North American plates with a large focal area of about 500 km by 200 km. Associated with this earthquake, extensive crustal deformations were observed both at inland and at ocean bottom surrounding the focal region. Also a great number of aftershocks with a variety of focal mechanisms were generated in the wide area of eastern Japan. A number of fault models were proposed using strong-motion records, broadband seismic waveforms, tsunami, and crustal deformation. Although this earthquake was accompanied by a foreshock of M7.3 two days before, no alarm was issued to the following mega-quake. Nor the possibility of such a gigantic earthquake was estimated in the long-term forecast of the inter-plate earthquakes in the off Tohoku region. It is afraid that such a huge event will induce various hazardous phenomena in the surrounding region such as inter-plate earthquakes, outer-rise earthquakes, inland earthquakes, and volcanic eruptions.

Key words: 2011 off the Pacific coast of Tohoku Earthquake, Tsunami, Crustal deformation, Induced phenomena

1. はじめに 2011 年 3 月 11 日，我が国の観測史上最大となる M9.0 の「東北地方太平洋沖地震」が発生して巨大な津波が押し 寄せ，2 万人近くの死者・行方不明者を生じる未曾有の大 災害となった． この地震では，津波災害を筆頭として，内陸での地滑 りや陥没などの土砂災害，埋立地等における激しい液状 化，長周期地震動による超高層ビルの揺れ，大都市にお ける大量の帰宅困難者の発生など，実に様々なタイプの 災害が複合的に発生し，人命や財産は勿論，水道・電気・ ガス・鉄道・道路などのライフラインに莫大な被害を生 じる結果となった． さらに，この地震により福島第一原子力発電所では 1 号機から 4 号機までの原子炉の冷却機能と閉じ込め機能 に重大な障害を生じ，放射性物質の外部への拡散など深 刻な事態に陥った．これにより，近隣の住民に避難指示 が出されたほか，広い範囲の人々に大きな不安が広がり， また電力不足による前代未聞の計画停電が実施されるな ど，数多くの市民に多大なる混乱がもたらされた． このように地震災害と原子力災害が同時に発生したこ とによって，人々の間には半ばパニックに近い状況が生 じ，一時はガソリンや食料品などの物資調達が困難にな るなど，わが国がかつて経験したことのない様相の災害 が市民生活に及んだ． また，この地震が発生したことによって，東日本では 広域にわたって非常に大きな地殻変動が生じ，これも一 因となって，周辺の広い範囲において地震活動が活発化 する現象が見られた． ここでは，これらの地震，津波，地殻変動などの諸様 相について概説し，提案された断層モデルのいくつかを * 独立行政法人　防災科学技術研究所　理事長

紹介するとともに，東北地方太平洋沖で従来考えられて いた海溝型地震の長期予測の内容などについて解説する． また，このように巨大な地震の発生は，近隣地域での海 溝型大地震，内陸の大地震，そして火山の噴火など，様々 な地学現象を誘発することが懸念されるため，そのよう な誘発現象に関する諸問題についても言及する． 2. 本震 本震の発生は 2011 年 3 月 11 日 14 時 46 分で，宮城県栗 原市で震度 7 が観測されたほか，岩手県から茨城県にか けての太平洋岸の広い範囲で震度 6 強や 6 弱の揺れが記 録された（図 1：気象庁，2011a）．防災科研（2011a）によれ ば，強震観測網で捉えられたこの地震による最大の加速 度は栗原市築館における 2,933 ガル（三成分合成値）であっ た．震度 7 が我が国で観測されたのは 1995 年兵庫県南部 地震（M7.3），2004 年新潟県中越地震（M6.8）に次いで 3 度 目である．気象庁は，この地震を「平成 23 年（2011 年）東 北地方太平洋沖地震」と命名した（気象庁，2011b）． 震源は牡鹿半島の東南東約 130 km の三陸沖で，震源 の深さは約 24 km であった．気象庁より最初に発表され た地震のマグニチュードは M7.9（速報値）であったが，そ の後，同日 16 時の記者発表では M8.4（暫定値：気象庁， 2011a），同 17 時 30 分には M8.8（暫定値：気象庁，2011c） と改められ，さらに 3 月 13 日には諸外国の地震観測デー タも用いて本震の破壊過程を詳細に解析した結果，最終 的に M9.0 と修正された（気象庁，2011f）．M9.0 は我が国 の観測史上最大であり，最近 100 年間に世界で発生した 大地震を見ても，1960 年チリ地震（M9.5），1964 年アラス カ地震（M9.2），2004 年スマトラ島沖地震（M9.1）に次ぎ， 1952 年カムチャッカ地震（M9.0）と並ぶ 4 番目の大きさで ある（USGS，2011a）． この地震の発震機構解は，図 1 左上のように西北西－ 東南東方向に圧力軸をもつ低角逆断層型であり（気象庁， 2011f），これは，今回の地震が，日本海溝から沈み込む海 側プレート（太平洋プレート）に引きずり込まれた陸側プ 図 1 2011 年東北地方太平洋沖地震の発震機構解（左上） と震度分布（気象庁，2011a，2011f より合成） Fig. 1 CMT of 2011 off the Pacific coast of Tohoku Earthquake

and intensity distribution (JMA, 2011a, 2011f）.

図 2 （a）日本列島周辺のプレート構造，赤枠は今回の地震の断層面．（b） プレート沈み込みによる海溝型大地震発生の模式図 Fig. 2 (a) Plate configuration around Japan and focal area of the 2011 off the Pacific coast of Tohoku earthquake (red rectangle), (b)

Gen-eration mechanism of an inter-plate earthquake.

レート（北米プレート）が跳ね返ることによって発生する， 典型的な海溝型大地震のメカニズムであったことを示し ている（図 2）． 図 1 では地震の発生場所が×印の点として示されてい るが，M9.0 という巨大な地震のエネルギーがこの 1 点か ら放出されたわけではない．図 3（a）は，一般的な地震の 発生を示す模式図だが，地下の震源で始まった破壊（岩盤 のずれ）は秒速 3 ～ 4 km で周囲に伝播し，ほぼ平面状の 切れ目を作る．この範囲を震源域（または断層面）と呼び， 断層面の広がりと，ずれの量の大きさとが地震のマグニ チュードを決定する．なお，震源（破壊の出発点）の真上 の点は震央と呼ばれ，図 1 の×印は震央を示している．

2011 年東北地方太平洋沖地震の概要－岡田

図 3 （a）一般的な地震の発生様式（断層運動），（b）米国 USGS（2011b）による東北地方太平洋沖地震の概要図． 陸上の色分けは震度の分布（MM 震度階）を示す．

Fig. 3 (a) General mechanism of earthquake generation (faulting motion), (b) Summary of 2011 off the Pacific coast of Tohoku Earthquake. Colors on land correspond to seismic intensity distribution in MM scale (USGS, 2011b).

図 3（b）は，今回の地震の概要を速報した米国地質調査 所の資料（USGS，2011b）である．三陸沖の星印が震央， 四角の範囲が震源域に対応しており，この南北約 500 km， 東西約 200 km の範囲が今回の地震に関与した領域である． 本震の破壊は星印直下の震源から出発し，北は岩手県沖 まで，南は茨城県沖にまで達し，岩盤のずれの量は大き いところで 40 ～ 50 m に達したものと見られている．図 2 （a）では，この断層面が，西に傾き下がる太平洋プレート の上面境界に沿った赤色の矩形で示されている． なお，この地震については，宮城県石巻市大瓜で最初 の地震波が検知されてから 8.6 秒後に緊急地震速報が発信 され，警報発表から主要動の到達までは，仙台市中心部 において約 15 秒，東京都心で約 65 秒の余裕があったと のことである（気象庁，2011a）． 3. 津波 海溝型の大地震は大きな津波を伴うことが常であるが， 今回の地震は M9.0 という超巨大なものであったため，津 波の規模も桁違いに大きかった．我が国では，北海道か ら沖縄にかけての太平洋沿岸で高い津波が観測されたほ か，日本海，オホーツク海，東シナ海の沿岸でも津波が 観測され，さらに，ハワイや北米・南米，および太平洋 諸国にまで津波が到達した（気象庁，2011d）． 岩手県の釜石，大船渡，石巻などでは，津波の第 1 波が 14 時 46 分，すなわち地震の発生とほぼ同時に 10 ～ 20 cm の高さで到着し，最大波は 15 時 20 分前後，すなわち地 震発生の約 30 分後にこれらの地を襲っている（気象庁， 2011a）． 図 4 は観測された全国の津波最大波高の分布を示して おり（気象庁，2011e），三陸から北海道にかけて大きな波 高値が記録されている．気象庁の実施したその後の痕跡 調査等による結果も含めると、各地の検潮所における最 大波高は青森県八戸で 6.2 m，岩手県大船渡で 11.8 m，釜 石で 9.3 m，久慈港で 8.6 m，宮城県石巻市鮎川で 7.7 m， 仙台港で 7.2 m，福島県相馬で 8.9 m，茨城県大洗で 4.2 m などと報告されている． 一 方、 東 北 地 方 太 平 洋 沖 地 震 津 波 合 同 調 査 グ ル ー プ （2011）による津波痕跡調査結果によれば，今回の津波の 最大遡上高は宮古市重茂姉吉で計測された 40.5 m であり， この値はこれまで国内最高とされた 1896 年（明治）三陸地 震の際の大船渡市三陸町綾里における遡上高 38.2 m を更 新した．なお，東京湾奥の隅田川晴海運河でも 1.4 m 前後 の痕跡高が確認されている． また，今回の津波は海岸沿いの集落や河口周辺から内 陸に向けて数 km も浸入し，561 km2_{もの広い範囲を水没} させた点が大きな特徴である（国土地理院，2011b）． 気象庁では，地震発生から 3 分後の 14 時 49 分，岩手県， 宮城県，福島県に津波警報（大津波）を発令した．そして 15 時 14 分には青森県太平洋沿岸，茨城県，千葉県九十九 里・外房が，15 時 30 分には北海道太平洋沿岸と伊豆諸島が， 16 時 08 分には青森県日本海沿岸，千葉県内房，小笠原諸島， 相模湾・三浦半島，静岡県，和歌山県が次々と津波警報（大 津波）の対象に加えられた（気象庁，2011e）．その後は，海 域ごとに推移を見ながら津波警報（津波）や津波注意報へ の切り替えがなされ，すべての警報・注意報が解除された のは 3 月 13 日 17 時 58 分であった（気象庁，2011g）．

気象庁による最初の大津波警報では，予想される津波 の高さとして宮城県で 6 m，岩手県と福島県で 3 m と発表 された．これは本震のマグニチュードの速報値が M7.9 と 推定されたことが原因であると思われるが，このような 予想が結果的に住民の避難を遅らせたのではないかとの 指摘を受け，気象庁では 6 月 8 日に「津波警報改善に向け た勉強会」をスタートさせ，9 月 12 日に津波警報改善の方 向性をとりまとめた． 東北地方の太平洋沿岸では，1896 年（明治）三陸地震 （M8.3），1933 年（昭和）三陸地震（M8.1），1960 年チリ地震 津波など，これまでに何度も大きな津波災害に見舞われ ており，また平安時代の 869 年貞観地震（M8.3）では，海 岸から 3 km 程度まで仙台平野内に浸入する大津波があっ たことが知られている（佐竹ほか，2008）．今回の津波は， 高さの点で 1896 年（明治）三陸津波に，また内陸への浸入 距離の点で 869 年貞観地震に，それぞれ似た様相を示し ている． 4. 地殻変動 今回の M9.0 という巨大地震は，地殻変動においても日 本列島に大きな影響を与えた．図 5 は，国土地理院（2011a） が GPS 観測網によって捉えた，この地震に伴う東日本の 地殻変動の様子を示す．島根県の浜田市三隅を固定点と して，東北日本の太平洋側は東南東方向に数 m 移動し， 宮城県の南三陸町志津川で 4.4 m，石巻市牡鹿では最大と なる 5.3 m の水平変動が観測された．これに対し，日本海 側の移動量は 1 m 程度であり，東日本は全体が東西方向 に大きく引き伸ばされたことになる． 一方，上下変動としては，東北地方太平洋側の広い範 囲で数 10 cm におよぶ沈下を生じ，志津川では 75 cm，牡 鹿では最大となる 120 cm の沈降が観測された．このよう に地盤が沈降したことによって，一部地域では津波で入っ た海水が引きにくくなり，また大潮のたびに冠水するよ うな状況を生じさせた．さらに，堤防や土地そのものが 低くなったことにより，次の津波や高潮への備えを弱体 化させる結果をもたらした． 図 5 によれば，つくば市は東へ 50 cm ほど移動し，約 10 cm の沈下，東京でも東へ 20 cm ほど移動すると同時に， 約 5 cm 沈下したように見られる．また，国土地理院によ れば，地震が発生した後も東北地方から関東地方の広い 範囲で東向きの余効的な地殻変動が継続して見られ，10 月 31 日現在，その大きさは最大で約 79 cm に達している． また上下変動についても宮城県から銚子にかけては数 cm ～ 10 cm の反転隆起，三陸海岸では 10 cm 程度のさらな る沈下が報告されている（国土地理院，2011d）． 次に図 6 は，今回の地震に伴って検出された海底での 地殻変動の様子を示す（海上保安庁，2011）．たまたま震 源の直上には海底基準点：宮城沖 1 が設置されており， GPS と音響測深を用いた再測定の結果，東南東方向へ約 24 m の水平変動と約 3 m の隆起という巨大な地殻変動が 確認された．このほかの海底基準点においても，東南東 へ 5 ～ 20 m の水平変動と 0.8 ～ 1.5 m の上下変動が観測 されている． 上記のような地殻変動は，震源域で生じた低角逆断層 運動がその原因となっている．図 7 は，低角逆断層によっ て地表面（海底面）および地球内部がどのように変形する かを Okada（1992）に基づいて理論的に求め，断層面に直交 する平面（y-z 面）上での変位ベクトル分布として示したも のである．断層の方向に地表面が引き寄せられ，断層面 の直上は大きく隆起して津波を引き起こす一方，陸側で は地面が沈降する様子がよくわかる． 図 4 （a）太平洋側，および（b）日本海側から見た津波最大波高の分布（気象庁，2011e より合成）．のちに痕跡調査等に より判明した最大波高のデータは含まれていない．

Fig. 4 Distribution of maximum height of tsunami viewed from (a) Pacific Ocean side and (b) Japan Sea side. (JMA, 2011e). The data traced by later investigation are not included.

2011 年東北地方太平洋沖地震の概要－岡田

図 5 東北地方太平洋沖地震に伴う東日本の地殻変動（国土地理院，2011a に加筆合成）

Fig. 5 Crustal deformation associated to the 2011 off the Pacific coast of Tohoku Earthquake (GSI, 2011a).

図 6 東北地方太平洋沖地震に伴う海底地殻変動（海上保安庁，2011 に加筆）．星印は震央を示す． Fig. 6 Sea bed crustal deformation associated to the 2011 off the Pacific coast of Tohoku Earthquake (JCG, 2011).

5. 断層モデル 東北地方太平洋沖地震については，種々のデータに基 づいて様々の断層モデルが提出されている．主要なデー タ源としては，短周期から長周期の順に近地強震記録， 遠地広帯域地震記録，津波記録，地殻変動記録がある． この地震に関する断層モデルの探求は現在多くの研究 者によって鋭意進められているところであるが，ここで はその幾つかについて紹介する． 5.1　強震記録に基づく断層モデル

Suzuki et al. （2011）は，日本全国の K-NET および KiK-net 観測点から得られた強震記録を用いて，今回の地震の震 源過程を推定している．図 8（a）は，設定された断層面（走 行 N195°E，傾斜 13°，大きさ 510 km × 210 km）上のすべ り分布を地表に投影した図であり，星印は破壊開始点（震 源）を示している．すべり量は震源の周辺から海溝寄りの 浅部で大きく，最大のすべり量は 48 m であったと推定し ている（詳しくは本報告の別稿参照）． 5.2　広帯域地震記録に基づく断層モデル 八木（2011）は，FDSN（デジタル地震観測網連盟）および GSN（世界地震観測網）により記録された全世界の広帯域 地震波形記録を用いてインバージョン解析を行い，図 8 （b）に示すようなすべり量分布の断層モデルを提出してい る．断層面の走行は N200°E，傾斜 12°，すべり角 85° と しており，すべり量は震源付近と福島・茨城県沖で大きく， 海溝寄り浅部での最大すべり量は約 49 m と推定している． 5.3　津波記録に基づく断層モデル Fujii et al. （2011）は，国内の検潮所記録に加え，米国海 洋大気圏局（NOAA）の深海底津波計，日本沿岸の海底津波 計（海洋研究開発機構，東京大学地震研究所），国土交通 省港湾局による GPS 波浪計などで観測された津波波形記 録を用いてインバージョン解析を行った結果，図 9（a）に 示すようなすべり量分布を得た． モデルは走行 N193°E，傾斜 14°，すべり角 81°，大きさ 50 km × 50 km の小断層面 40 枚を組み合わせたものであ り，海溝付近で 40 m 以上の大きなすべり量が求まったほ か，震源付近で約 30 m，陸側の深い領域でも 10 ～ 20 m の大きなすべりがあったものと推定している． 図 7 逆断層による地表面（海底面）および地球内部の変 形の様子（断層面に直交する面上での変位分布） Fig. 7 Deformation of ground surface (sea bottom) and the

inside of the earth associated to a reverse faulting. Displacement vectors are displayed on the plane per-pendicular to the fault surface.

図 8 （a）強震記録，（b）広帯域地震記録に基づく本震のすべり量分布（Suzuki et al., 2011；八木 , 2011）．星印は震央を示す． Fig. 8 Slip models of the main shock based on (a) strong motion records and (b) broadband seismic records (Suzuki et al., 2011; Yagi,

2011 年東北地方太平洋沖地震の概要－岡田 図 9（a）には，869 年貞観地震，1896 年（明治）三陸地震， および 1933 年（昭和）三陸地震の断層モデルも示されてお り，図 9（b）は，これらのモデルによって海底に生じる上 下変動のパターンの違いを示す．1933 年（昭和）三陸地震 は日本海溝の外側で起きた正断層型のいわゆるアウター ライズ地震であるが，869 年貞観地震および 1896 年（明治） 三陸地震は，それぞれプレート境界の深部および浅部で 発生した低角逆断層型地震である． 陸寄り深部での逆断層は波長の長い海面変動を生じ， 内陸深くに津波侵入をもたらすのに対し，日本海溝に近 い浅部での逆断層は短波長で大振幅の津波を生じる．今 回観測された津波波形はこの両者の特徴を併せ持つこと から，佐竹ほか（2011）は，今回の地震が貞観地震型と明 治三陸地震型の同時発生であったとの解釈を行っている． 5.4　地殻変動記録に基づく断層モデル 国土地理院（2011c）は，GPS 観測網から得られた地殻変 動データを説明するため，図 10（a）のような断層モデル を提出した．このモデルは，以下のような諸元を有する 2 枚の均質断層よりなっているが，すべり量は断層 1 の方 が圧倒的に大きい． ＜断層 1 ＞ 走行 N203°E，傾斜 16°，すべり角 101°，大き さ 186 km × 129 km，すべり量 24.7 m ＜断層 2 ＞ 走行 N203°E，傾斜 15°，すべり角 83°，大き さ 194 km × 88 km，すべり量 6.1 m 次に図 10（b）は，GPS データに海底地殻変動データも 加えてインバージョン解析を行い，プレート境界面上の すべり量分布を求めた不均質断層モデルである（国土地理 院・海上保安庁，2011）．このモデルでは，震源から海溝 寄りの浅部で 50 m を超す大きな断層すべりがあったこと が推定されている． また図 10（c）は，GPS データによる地震時の地殻変動お よび 10 月 31 日までの余効変動についてモデル化を行っ た結果を示している（国土地理院，2011d）．余効変動のす べり量は陸寄りの深部を中心に本震の 1/10 程度で，全体 では M8.5 程度のモーメント解放があったとしている． 6. 余震活動 図 11（a）は，東北地方太平洋沖地震が発生した 3 月 11 日から 5 月 13 日までの約 2 か月間に東日本で発生し た，深さ 90 km 以浅，M5 以上の地震の震源分布（気象庁， 2011h），および M7 以上の地震の発震機構解を示す．宮城 県沖の赤い丸印が本震の震源（①），橙色がその後発生し た M7 級の地震（発生順に②～⑥），黄色が M6 級の地震の 位置を示している． 海域に密集する余震は岩手県沖から茨城県沖にかけて の南北約 500 km，東西約 200 km の範囲に分布しており， これらの大部分は，本震でできた巨大な断層面の近傍で 発生した，いわゆる「狭義の余震」である． 一方，これらの「狭義の余震」とは別に，震源域から遠 く離れた内陸部のいくつかの場所においても，本震の影 響で誘発されたと考えられる「広義の余震」が広い範囲で 発生した．本震発生翌日の 3 月 12 日 03：59 には長野県 図 9 （a） 津波記録に基づく本震のすべり量分布（Fujii et al., 2011）と 869 年貞観地震，1896 年および 1933 年三陸地

震の断層モデル，星印は震央を示す．（b） 過去の地震による海底の上下変動（佐竹ほか，2011）

Fig. 9 Slip model of the main shock based on tsunami records compared to the fault models of 869, 1896, and 1933 earthquakes. A star denotes epicenter. (Fujii et al., 2011) (b) Vertical displacement profiles due to past earthquakes (Satake et al., 2011).

北部で M6.7 の浅発地震が生起し，長野県栄村で震度 6 強 が記録された（図 11 の A：防災科研，2011b）．また，同日 04:47 には日本海の秋田県沖合でも M6.4 の地震が発生し た（図 11 の B）． 次いで 3 月 15 日 22:31 には静岡県東部で M6.4 の地震 が発生し，富士宮市で震度 6 強の揺れが観測された（図 11 の C：防災科研，2011c）．この地震の震源は富士山ほぼ直 下の深さ 14 km に位置し，想定東海地震の震源域に近い ことが問題とされたが，発震機構解は横ずれ断層型であ り，フィリピン海プレートの内部で発生した地震である ことから，東海地震への関連は薄いものと判断された． なお，これらの続発した「広義の余震」の分布を図 2（a） と見較べてみると，これらは東日本を載せた北米プレー トの西縁をなぞって発生しているようにも見られる． 図 11（b）は，図 11（a）内の矩形範囲内で発生した地震の PQ 方向に沿った時空間分布，また図 11（c）は，最大震度 4 以上を記録した有感地震の日別回数の推移を示している （気象庁，2011h）．M7 級の余震は，本震発生後 20 分から 40 分の間に M7.4，M7.7，M7.5 と 3 つが続発したのち，4 月 7 日に宮城県すぐ沖合のやや深いところで M7.1，本震 発生からちょうど 1 か月の 4 月 11 日に福島県東部のごく 浅いところで M7.0 の地震が発生した．なお，有感地震 の発生回数は本震発生後減少していったが，4 月 11 日夕 刻以降は再び増加した．これは，福島県東部で発生した M7.0 の浅発地震が非常に活発な余震（本震から見れば孫の 余震）を伴ったためである．本震発生から 10 月 6 日 12 時 までの約 7 か月間における最大震度 4 以上の有感地震回 数は 209 回を数えたと報告されている（気象庁，2011i）． 次に図 12 は，図 11（a）の矩形領域内で本震発生から 10 日間および約 7 か月間に発生した M5 以上の余震の積算個 数を，過去の海溝型地震における余震積算回数と比較し たものである（気象庁，2011i）．10 月 6 日 12 時までの積 算個数は，M5 以上が 579 個，M6 以上が 96 個，M7 以上 が 6 個と報告されている．なお，6 番目の M7 級余震は， 7 月 10 日に本震のすぐ東側で発生した M7.3 の地震である． 通常の M8 級海溝型地震が 7 か月間に伴う M5 以上の余 震は 50 ～ 70 個程度であり，これまでに最大の余震活動 を伴った 1994 年北海道東方沖地震（M8.2）でも 150 個程度 であったのに比べると，今回の余震数はその 4 ～ 5 倍に も達している．これは，今回の地震が巨大であり，震源 域も M8 級地震の 4 ～ 5 倍と非常に広かったため，かつて 例のないほど沢山の余震が発生したものと思われる． 7. M7 級余震の発生メカニズム 図 13 は，図 11 の①～⑥で示された M7 級地震について， その発生機構を模式的に示したものである．本震①とそ の直後に震源域の北端と南端で発生した余震②，③はプ レート境界の低角逆断層型だが，日本海溝の外側で発生 した④は正断層型である．これは，海側プレートの沈み 込みによって海溝外側のアウターライズと呼ばれる場所 に伸張力が働いた結果であると考えられ，1933 年（昭和） 三陸地震（M8.1）もこれと同じメカニズムで発生している． 次に，宮城県すぐ沖合のやや深部で発生した余震⑤は， これとは逆に，沈み込んだ海側プレートの深部に圧縮力 が働き，逆断層として応力を解放させたプレート内地震 であると考えられる．同様のメカニズムをもった地震と 図 10 （a） GPS データに基づく本震の断層モデル．星印は震央，赤丸は余震を示す（国土地理院，2011c），（b） GPS および海底 地殻変動データに基づく本震のすべり量分布（国土地理院・海上保安庁，2011），（c） GPS データに基づく地震時地殻変 動および 10 月 31 日までの余効変動に対するすべり量分布（国土地理院，2011d）

Fig. 10 (a) Fault model of the main shock based on GPS data. A star denotes epicenter and red circles show aftershocks (GSI, 2011c). (b) Slip model of the main shock based on GPS and sea bed crustal deformation data (GSI and JCG, 2011). (c) Slip models for co-seismic and post-co-seismic crustal deformations based on GPS data (GSI, 2011d).

2011 年東北地方太平洋沖地震の概要－岡田

図 11 （a） 3/11 12 時～ 5/13 15 時に発生した本震と M5 以上の余震分布，および M7 以上の地震の発震機構解．A, B, C は M6 級の広義の余震，（b） 矩形領域 PQ 内の地震の時空間分布図，（c） 震度 4 以上の有感地震の日別回数の推移（気象庁， 2011h）

Fig. 11 (a) Distribution of main shock and the aftershocks of M5 or larger which occurred in the period, 12:00 Mar.11 to 15:00 May 13. A, B and C denote M6-class aftershocks in a wide sense. (b) Space-time plot of the aftershocks occurred in the rectangle PQ in (a), (c) Daily number of the events with seismic intensity 4 or larger (JMA, 2011h).

図 12 本震から（a）10 日間および （b）7 か月間に発生した M5 以上の余震の積算個数と，過去の例との比較（気象庁，2011i） Fig. 12 Cumulative number of the aftershocks of M5 or larger within (a) 10 days and (b) 7 months after the main shock compared to

しては，太平洋プレート内の深さ約 100 km でほぼ水平な 断層面を生じた 1993 年釧路沖地震（M7.8）が知られてい る． 一方，福島県東部のごく浅部で発生した余震⑥は，地 殻変動の項で述べた通り，陸側プレートが東西に大きく 伸張したことによって励起された正断層型地震である． 8. 前震活動 東北地方太平洋沖地震（M9.0）が発生する 2 日前の 3 月 9 日 11 時 45 分，宮城県のはるか沖合で M7.3 の地震が発生 し，翌日の M6.8 の地震を含んで活発な余震活動があった （図 14：気象庁，2011a）．この地震により最大震度 5 強が 記録され，また津波注意報が発令されて，大船渡，釜石 などでは高さ 0.5 m ほどの津波が観測された．これらの地 震活動があった場所は，今回の巨大地震の震源のすぐ北 隣りであり，結果的には M9.0 の地震の前震活動であった ものと考えられる． しかし，通常，M7.3 といえば単独で発生する立派な大 地震であり，これが次に続くより巨大な地震につながる と想像することは，なかなか困難であったと思われる． 9. 長期予測 今回の巨大地震の震源域を含む東日本太平洋沖におけ る海溝型地震については，地震調査研究推進本部の地震 調査委員会によって，その長期発生予測がなされていた． その際に対象となった海域の領域分けは図 15 に示すとお りであり，各々の海域において発生が予想される地震の マグニチュード，今後 30 年間における地震発生確率，お よび平均発生間隔は表 1 のように評価されていた（地震調 査研究推進本部，2011）． この中で「宮城県沖」は，過去 200 年間に 1793 年（M8.2）， 1835 年（M7.3），1861 年（M7.4），1897 年（M7.4），1936 年 （M7.4），1978 年（M7.4）と 6 回の地震が平均 37.1 年間隔 で繰り返されており，今後 30 年間の発生確率は 99 % と いう我が国で最も高い値であった．なお，1793 年の地震 （M8.2）は，さらに沖合の「三陸沖南部海溝寄り」が連動し た地震と考えられている． この「宮城県沖」では，2005 年 8 月に M7.2 の地震が発 生したが，予想された M7.5 には達しなかったため，ま だ警戒を緩めることはできないとの評価がなされていた． 次いで今回の本震発生 2 日前の 2011 年 3 月 9 日には，沖 合の「三陸沖南部海溝寄り」の海域で M7.3 の地震が発生し た．この時は，これによって「宮城県沖」と「三陸沖南部海 溝寄り」が連動する M8 級の大地震の危険性はやや薄らい だとも考えられていた． ところが，結果的にはこの地震が前震となって今回の M9.0 の地震が発生し，その巻き込んだ領域は，「三陸沖中 部」から「茨城県沖」までの 5 海域，そして「三陸沖北部か ら房総沖の海溝寄り」までを含む超巨大なものとなった． 歴史的には，平安時代の 869 年（貞観）に，大きな津波を伴っ た三陸沖巨大地震（M8.3）があり，多賀城下で溺死 1,000 などの被害があったことは知られていたものの，それが 現世に再現する，またはそれを上回る地震が起こるとは， 殆どの研究者が想像できなかった． 図 13 図 11 に①～⑥で示された本震および 5 つの M7 級 余震の発生機構を示す模式図

Fig. 13 Fault mechanism of the main shock and M7-class aftershocks denoted as ①～⑥ in Fig.11.

図 14 3 月 9 日三陸沖の地震（M7.3）とその余震活動，および東北地方太平洋沖地震（星印）．（a）は震央分布， （b）は M-T 図を示す（気象庁，2011a）

Fig. 14 (a) Epicentral distribution and (b) M-T diagram of the off Sanriku earthquake of March 9 (M7.3) and its aftershocks (JMA, 2011a). A star denotes the 2011 off the Pacific coast of Tohoku Earthquake (M9.0).

2011 年東北地方太平洋沖地震の概要－岡田 三 陸 沖 北 部 M 8 . 0前 後 0.5％∼10％ 約97年 105年程度 400∼750年 133年程度 約21年 400年以上 37年 4％∼7％ 7％程度以下 2 0％程度 9 0％程度以上 99％ 80％∼90％ M 7 . 7前 後 連 動 時 は M 8 . 0前後 （ 過 去 に 大 地 震 が な く 評 価 不 能 ） M 6 . 7∼ M 7 . 2 M 7 . 4前 後 （ 複 数 地 震 が 続 発 ） M 8 . 2前 後 （ 正 断 層 型 地 震 ） M 8 . 2前 後 （ 津 波 地 震 ） M 7 . 5前 後 （ 過 去 に 大 地 震 が な く 評 価 不 能 ） 三 陸 沖 北 部 か ら 房 総 沖 の 海 溝 寄 り 房 総 沖 茨 城 県 沖 福 島 県 沖 宮 城 県 沖 三 陸 沖 中 部 三 陸 沖 南 部 海 溝 寄 り 平均発生間隔 海 域 予想されるマグニチュード 今後_発3 0_生年以内の_確率 （M8.4），および 1944 年 12 月 7 日東南海地震（M7.9）とそ の 2 年後の 1946 年 12 月 21 日南海地震（M8.0）のペアがよ く知られている．また，2004 年 12 月 26 日スマトラ島沖 地震（M9.1）では，翌年 3 月 29 日にその南東隣りで起こっ たニアス島沖地震（M8.4）の誘発が，McCloskey et al. （2005） によって予め予想されたなど，数多くの例がある． 断層面の両端延長部分で，本震と同じ発震機構を有す る地震の発生を促すクーロン破壊応力が大きくなること は，弾性論による理論的な計算でも裏付けられている． このような連鎖的誘発現象は，海溝型地震同士のみなら ず活断層で起こる内陸型地震同士でも知られており，ト ルコの北アナトリア断層で 1939 年（M7.8），1942 年（M6.9）， 1943 年（M6.3），1944 年（M7.6）と順番に西へ破壊域が移っ ていった例は有名である（Stein et al., 1997）．同じアナト リア断層上で発生した 1999 年 8 月 17 日イズミット地震 （M7.4）でも，3 か月後の 11 月 12 日には東隣りでデュジェ 地震（M7.2）が発生した（Hubert-Ferrari et al., 2000）．最近の 例では，2010 年 9 月 4 日ニュージーランドのカンタベリー 地震（M7.3）の約 6 か月後，本震の断層面の東方延長部で クライストチャーチ地震（M6.3）が 2011 年 2 月 22 日に発 生している． 今回の地震にあてはめると，南北 500 km の断層面の北 隣りと南隣りが要注意ということになるが，北方の「三陸 沖北部」では 1968 年十勝沖地震（M7.9）や 1994 年三陸はる か沖地震（M7.5）がすでに発生しているのに対し，南方の 「房総沖」では，長い間大きな地震の発生がない．過去に は，今から 334 年前に 1677 年（延宝）房総沖地震（M8.0）が 発生し，千葉から茨城の沿岸に津波が押し寄せて死者 200 名を数えたとの記録がある．しばらくの間はこの海域で の地震に対して警戒をすべきであろう． 10.2　アウターライズ地震の誘発 今回の震源域の東側では，アウターライズ地震の発生 にも注意が必要である．本震の 40 分後にはすでにこのタ イプの地震 M7.5（図 11，図 13 の④）が発生しているが， M8 級の地震の発生も警戒せねばならない． 図 15 東日本太平洋沖における海溝型地震の発生領域区分 （地震調査研究推進本部，2011）

Fig. 15 Division of the region of subduction-zone earthquakes off the Pacific coast of the eastern Japan (HERP, 2011)

表 1 東日本太平洋沖における海溝型地震の長期発生予測（地震調査研究推進本部，2011）

Table 1 Long-term forecast of subduction-zone earthquakes off the Pacific coast of the eastern Japan (HERP, 2011)

10. 誘発現象の問題 東北地方太平洋沖地震は M9.0 という超巨大な地震であ り，大きな地殻変動によるひずみ変化が周辺に及んだと 考えられる．この影響によって，広域にわたり様々な地 学現象が誘発されることが懸念される． 10.1　海溝型巨大地震の誘発 大きな地震が発生すると，本震の断層面の延長部にお いて同様の地震が連鎖的に起こる事実がしばしば報告さ れている．たとえば，わが国では 1854 年 12 月 23 日（安 政）東海地震（M8.4）とその 32 時間後の（安政）南海地震

なお，過去に海溝型巨大地震と内陸の大地震が連動し た例としては，1854 年 12 月の（安政）東海・南海地震（M8.4） とその約 1 年後の 1855 年 11 月 11 日安政江戸地震（M6.9） のペア，1896 年 6 月 15 日の（明治）三陸地震（M8.5）とそ の約 2 か月後の同年 8 月 31 日に岩手・秋田県境付近で発 生した陸羽地震（M7.2）のペア，1944 年 12 月 7 日東南海 地震（M7.9）とその約 2 か月後の 1945 年 1 月 13 日三河地 震（M6.8）のペアなどが，よく知られている． 10.4　火山噴火の誘発 図 17 では，領域 A ～ D のほかに，V と記した地域でも 地震活動の活発化が見られた．これらはいずれも東北か ら関東・中部地方に分布する火山に関係した活動であり， 北から順に秋田焼山，岩手山，秋田駒ケ岳，日光白根山， 草津白根山，浅間山，焼岳・乗鞍岳，箱根山，伊豆東部 火山群，伊豆大島，新島，神津島がこれに該当している． また，C についても，富士山のほぼ直下で発生した地震活 動である． これらを含め，北海道から九州までの全国では計 20 の 火山でこの地震のあとに火山性地震の活動が高まったと 報告されている．ただし，いずれの火山についても，噴 わが国では，1933 年 3 月 3 日の（昭和）三陸地震がアウ ターライズ地震の典型例として知られているが，この地 震は 1896 年 6 月 15 日の（明治）三陸地震に誘発されたと する考え方もある． 最近では，2006 年 11 月 15 日に千島列島シムシル島沖 で発生したプレート境界の逆断層型地震（Mw8.3）が，その 約 2 か月後，2007 年 1 月 13 日に千島海溝の外側で Mw8.1 の正断層型地震を伴った例がある（図 16：気象庁，2007）． 10.3　内陸地震の誘発 6 章の余震活動の項で述べたとおり，東北地方太平洋沖 地震（M9.0）の発生後，内陸側においても「広義の余震」と 呼ばれる地震が連発し，本震翌日の 3 月 12 日には 03：59 に長野県北部で M6.7，同 04:47 に秋田県沖で M6.4，3 月 15 日の 22:31 には静岡県東部で M6.4 と，M6 級の地震が 相次いで発生した． 図 17 は，防災科研 Hi-net によって，本震の発生した 日から 1 週間の期間に東日本で検知された地震の震源分 布を示した図であるが，この中の A，B，C が上記 3 つの M6 級地震とその余震に対応している．このほかに内陸で 目立つ活動として，図 17 の D に示す福島・茨城県境付近 の浅発地震活動がある（防災科研，2011d）． 領域 D の地震は海域の「狭義の余震」と重なって見える が，震源の深さはごく浅く，本震の断層面からは遠く離れ た活動である．この付近は従来ほとんど地震活動の見ら れなかった場所であるが，今回の地震の発生直後から M6 級を含む活発な地震活動が生起し，4 月 11 日には M7.0 の 地震（図 11，図 13 の⑥）が発生して，地表断層の出現も確 認された（石山ほか，2011）．これらの地震の発震機構解は， そのほとんどが東西方向に張力軸を有する正断層型であ り，4 章で述べた東西伸張の地殻変動がその原因であると 考えられる． 図 16 2006 年 11 月千島列島シムシル島沖の地震が誘発した 2007 年 1 月のアウターライズ地震（気象庁，2007） Fig. 16 E a r t h q u a k e i n K u r i l e I s l a n d s o f 2 0 0 6 N o v. a n d

accompanied outer-rise earthquake of 2007 Jan. (JMA, 2007)

図 17 今回の地震の発生した日から 1 週間の期間における 東日本の地震活動（防災科研 Hi-net による）．A，B，C， D は M6 級を含む浅発地震活動，V は火山関連の地震 活動を示す．

Fig. 17 Seismic activity in the eastern Japan detected by NIED Hi-net in the period of 1 week from the day of the main shock. A, B, C and D are shallow inland activities including M6 events, while V are related to volcanic activities.

2011 年東北地方太平洋沖地震の概要－岡田 火の兆候となる火山性微動や低周波地震，そして異常な 表面現象などは観測されておらず，誘発された地震活動 は徐々に終息へと向かった． 元来，火山地帯は力学的に弱い構造を有しており，外部 からの刺激を受けやすい場所と言われている．過去に海 溝型巨大地震と火山活動が連動した事例としては，1707 年 10 月 28 日に発生した（宝永）東海・南海地震（M8.4）の 49 日後の 12 月 16 日に富士山が大噴火して宝永火口を作っ た例が有名である．また，青木ヶ原樹海の溶岩流を噴出 した富士山の 864 年 6 月貞観大噴火の 5 年後に，東北地 方で大津波を起こした 869 年 5 月 26 日貞観地震（M8.3）が 発生し，その 2 年後の 871 年 4 月 8 日には鳥海山が噴火 している． 外国の例では，1960 年 5 月 22 日チリ地震（M9.5）の 2 日 後にチリ南部のプジェウエ火山が噴火し，同火山は 2010 年 2 月 27 日チリ地震（M8.8）後の 2011 年 6 月にも再び噴 火した．また，1990 年 7 月 16 日フィリピン地震（M7.8） の約 1 年後の 1991 年 6 月 3 日にはピナツボ火山の大噴火 があり，さらに 2004 年 12 月 26 日スマトラ島沖地震（M9.1） では，数か月間にわたって周辺の 10 以上の火山で地震活 動が活発化し，3 か月半後の 2005 年 4 月 12 日にはスマト ラ島のタラン火山が，また 1 年半後の 2006 年 5 月にはジャ ワ島のメラピ火山が噴火した． 今回のように超巨大な地震が起こったあと，周辺でど のような現象が発生するのかは予断を許さない状況にあ り，今後とも注意深く活動を見守っていく必要がある． 参考文献 1） 防災科学技術研究所（2011a）：平成 23 年（2011 年）東 北地方太平洋沖地震による強震動．http://www.bosai. go.jp/news/ oshirase/20110315_01.pdf 2） 防災科学技術研究所（2011b）：2011 年 3 月 12 日・4 月 12 日 長 野 県 北 部 の 地 震．http://www.hinet.bosai.go.jp/ topics/n-nagano110312/ 3） 防 災 科 学 技 術 研 究 所（2011c）：2011 年 3 月 15 日 静 岡 県 東 部 の 地 震．http://www.hinet.bosai.go.jp/topics/ e-shizuoka110 315/ 4） 防 災 科 学 技 術 研 究 所（2011d）：東北地方太平洋沖地 震以降の茨城県北部・福島県東部の地震活動．http:// www. hinet.bosai.go.jp/topics/n-ibaraki110319/

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